Évolution géomorphologique du Massif armoricain depuis 200 MA : approche Terre-Mer

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Submitted on 3 Oct 2015

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Paul Bessin

To cite this version:

Paul Bessin. Evolution géomorphologique du Massif armoricain depuis 200 MA : approche Terre-Mer. Sciences de la Terre. Université Rennes 1, 2014. Français. �NNT : 2014REN1S180�. �tel-01211141�

THÈSE / UNIVERSITÉ DE RENNES 1

pour le grade de

DOCTEUR DE L’UNIVERSITÉ DE RENNES 1

Ecole doctorale Sciences de la matière

Paul Bessin

Préparée à l’unité de recherche UMR 6118 CNRS

Géosciences Rennes

UFR Structures et Propriétés de la Matière

Évolution

géomorphologique

du Massif armoricain

depuis 200 Ma :

approche terre-mer

Thèse soutenue à Rennes le 5 décembre 2014

devant le jury composé de : Jean BRAUN

Professeur, Université Joseph Fourier-Grenoble /

rapporteur

Jocelyn BARBARAND

Professeur, Université Paris Sud / rapporteur

Yanni GUNNELL

Professeur, Université Lyon 2 / examinateur

Olivier DAUTEUIL

Directeur de Recherche-CNRS, Géosciences Rennes-UMR 6118 / examinateur

Catherine TRUFFERT

Directrice de la Recherche, BRGM / examinatrice

François GUILLOCHEAU

Professeur, Université de Rennes 1 / directeur de

thèse

Jean-Michel SCHROËTTER

Dr. en Géologie, D.R. BRGM Bretagne / invité

Hugues BAUER

Dr. en Géologie, D.R. BRGM / invité

Thèse co-dirigée par Cécile ROBIN

FINANCEMENTS

Cette thèse a été réalisée au sein du Laboratoire Géosciences Rennes UMR-CNRS 6118 et financée par une bourse de thèse ARED "Allocation de REcherche Doctorale" complète de la Région Bretagne (ARED2011-1400017), attribuée à François Guillocheau, directeur de thèse ainsi qu'un financement de recherche du BRGM, piloté par Hugues Bauer (projet PDR14DGR20).

REMERCIEMENTS

Eh bien voilà ! Après avoir de nombreuses fois pensé "vivement que j'en sois à la rédaction des remerciements ", j'y suis… je préviens, ça va pas être court…

Tout d'abord, je remercie les membres du jury, Jocelyn Barbarand, Jean Braun, Catherine Truffert, Yanni Gunnell, Olivier Dauteuil, Hugues Bauer, Jean-Michel Schroëtter et François Guillocheau qui ont accepté de lire, rapporter, examiner, questionner et discuter mon travail. Merci pour ces échanges constructifs, qui je l'espère, en feront fleurir d'autres.

Le point de départ de cette thèse est, pour moi, situé quelque part entre la Namibie et l'Afrique du Sud lors de la mission de terrain de mon M2 sur les surfaces d'aplanissements aux abords de l'Orange avec Olivier et François… 7 mois plus tard, j'entamais cette thèse sur l'évolution méso-cénozoïque du Massif armoricain…

Je souhaite donc tout d'abord remercier François, mon directeur de thèse. Merci de m'avoir fait confiance, d'avoir quelquefois (souvent ?) pris sur toi pour rester zen face à mon stress et mon manque de confiance (bon, il paraît que j'ai quand même fait des progrès). Je n'oublierais pas nos nombreuses sessions de travail (dedans ou dehors, qui a dit qu'il faisait moche en Bretagne) durant lesquelles on s'est sacrément creusé sur l'âge et l'évolution du relief armoricain et nos nombreux échanges sur la bibliographie…et ta bibliophagie (Ah ! J'en ai commandé des livres avec Marie-Paule !) Je n'oublierais pas non plus les bons cigares, les bons vins, les bonnes tables, les bonnes tranches de rigolades, et tout le reste ! Merci pour tout !

Merci à Cécile, ma co-directrice et notre deuxième Maman dont nous sommes tous les "grands" ou "grandes". Merci de t'être rendue disponible le plus souvent possible (même depuis l'Océan Indien), pour ces échanges et questionnements, pour tes nombreuses relectures et corrections (mails importants, résumés, manuscrits, …) au cours de ces 3 ans, travail fastidieux ! Merci aussi pour ta bienveillance et tes petites phrases encourageantes ("Haut les cœurs !").

Un grand merci à Jean-Michel. Malgré un emploi du temps "short en Tabernacle", tu a trouvé du temps pour m'emmener sur le terrain armoricain ("En Bretagne, un affleurement, ça se mérite !") à la découverte des silcrètes, ferricrètes, sables pliocènes… ainsi que pour ces discussions que nous avons eu, sur la géologie et plein d'autre choses, lorsque que je venais te voir.

Merci à Hugues pour les éclairements sur le forage de Rennes et pour les discussions sur les calages biostratographiques, les relectures de rapports et de .ppt, notamment pour les présentations au BRGM !

Je remercie aussi les membres des équipes GBS et GAT du BRGM, qui m'ont accueilli lors de mes venues à Orléans et aux membres de la D.R. Bretagne (Eric P., Flora., Bruno). Je souhaite tout particulièrement remercier Fabien Paquet et Isabelle Thinon pour m'avoir fait monter sur un bateau une semaine pour tirer de la sismique et pour les discussions que nous avons eu sur les marges et bassins sédimentaires bordant l'Armorique, ainsi qu'Olivier

garderais longtemps quelques souvenirs des "Becs à Vins" (et pas que !) avec nombre d'entre vous … Je tiens aussi à remercier LE foreur du BRGM, Luigi Ardito, dont la motivation, l'amour du boulot bien fait, la bonne humeur, l'écoute et la patiente ont été salvateurs lors des missions de sondage que nous avons réalisé ensemble…je te dois toujours 1 glacière et 3 thermos de café neufs... Je remercie au passage les gens qui nous ont laissé faire des "trous" ou suivis de forages chez eux, particulièrement les habitants et madame le Maire de Marcillé-la-Ville et les habitants de Grazay (Mayenne) ainsi que Gilbert Le Mat de PSA Rennes. Merci aussi à Jean-Jacques Châteauneuf et Claude Cavelier pour leurs éclairages bisotratigraphiques, à Viviane Borne et Paul-Henri Mondain pour les informations sur le "Tertiaire" de Vendée et de Saffré et à Jaques et Annick pour leurs accueils chaleureux à Crozon.

Merci aux enseignants-chercheurs et personnels de l'Université du Maine, Régis, Pierre, Gérard, Ramdane, Christelle, Valérie, France, Marc, Quentin, Marie, pour leur accueil en ATER en pleine fin de thèse !!!! Un merci tout particulier à Alain, dont le soutien a été infaillible dans le final de cette thèse.

Merci aux chercheurs, enseignant-chercheurs et personnels de Géosciences Rennes que j'ai côtoyé pendant ces 3 ans et avec lesquels j'ai échangé, que ce soit sur la science ou bien d'autres choses : Jean B., Olivier D., Marie-Pierre D., Sylvie B., Thierry N., Jean-Noël P., Peter C., Jacques B., Marc J., Annick, Didier, Pippo, Philippe B., Gilles, Pierre G., CLCDV, Xavier L. C., Eddie, les bibliothécaires Catherine B et Isabelle D. et notre gestionnaire en or Marie-Paule B. !

Je ne remercierais jamais assez mes deux co-bureaux du 207/32 avec qui j'aurais refait la thèse et le monde un certain nombre de fois, et pas qu'au bureau !!! Camille, nous avons passé 4 ans, dont 3 de thèse à nous tourner le dos. Tu auras répondu à un certain paquet de question de culture G de géologie !!! Ta concentration légendaire, uniquement perturbable pour "le café de 17 h" aura imprimé un rythme serein à ce bureau. Bob, je garde un souvenir ému de l'Ouganda où j'ai beaucoup appris ! Ton côté légèrement râleur est régulièrement venu égayer le bureau (S.V.P., arrêtes de taper du poing sur la table) tout comme quelques sorties et retours de sorties ont agrémenté l'ordinaire. Merci les gars de m'avoir supporté, et dans tous les sens du terme ! Vous me manquez déjà…

Merci aussi aux anciens, qui sont déjà partis vers d'autres horizons et que l'on recroise toujours avec plaisir : Fabou et Capou, Anne-Claire et Thomas, Sam, J2_{, Nathan, Romain,}

Mélo, Cloclo, Alex, Emilie, Christoff et Eline, Clément et Rebbeca, Gwen, Guilhem et Céline, Aurélie, Gloria, Sandra, Alain (bis) …

Un grand merci et de gros bisous aussi à ceux qui ont vécu les étapes de la thèse en même temps que moi. Justine, la bourguignonne du Bassin de Paris, nos nombreuses discussions, sorties terrain, bouffes, séjours au BRGM, soirées boulot au labo et anecdotes mémorables !!! Sylvia et son optimisme quasi-permanent ("Mouiiiiiiii, çà va le faire"), Camille (bis), Antoine (l'homme en avance sur le planning) et Mash (bise à Tom) avec qui j'ai quelques souvenirs de week-end, soirées et enfin Laurie.

Guillaume (la gentillesse et la prévenance incarnées), Christophe (des fois, il pleut à Huelgoät), Olivier, Régis, "Tonton" Roman (le "Père Ducrasse"), Thomas, Gemma ("Souis pas espagnole, souis catalane !!!"), Hélène, Caro, Carlos, Stéphane (sans toi, Bob et moi on ne saurait toujours pas purger un radiateur), la bande des colocs toujours en forme : Youssef (et ton sourire en permanence accroché aux lèvres), Loïc (toujours à fond !!) et Benoît G. (heureusement qu'il y en a un avec les pieds qui touchent parfois un plus le sol que les autres !), Marie O. (Chocolatine, Dame Carcasse sonne !) et Raph, Fernando ("chileno" va !), Quesnoît Benel (crédit spécial pour les bruitages !!!), Hélène, Charlotte, Églantine H. (dédicace pour les bons moments passés au BRGM) et tous les autres copains docteurs, doctorants, masters…qui ont fait et font l'ambiance si agréable de ce laboratoire et que j'aurai malencontreusement oublié dans ces remerciements. D'ailleurs, pour palier à ma mémoire qui flanche, merci d'ajouter ton nom sur cette ligne blanche, si je l'ai oublié : ...……….. Je souhaite aussi bon vent à tous les petits nouveaux qui bientôt seront de vieux thésards comme moi et d'autres !

Je remercie aussi Madame Taouji, ma prof de SVT au lycée (les TP de géologie "Chocolat fondu" et "Bacs à Sable") et Lionel Dupret qui ont suscité chez moi, au travers de leurs cours, les deux déclics qui m'ont donné envie puis persuadé de faire de la géologie.

Je fais de gros bisous aux copains qui sont plus éloignés, mon Victor, qui a toujours fait des détours par Rennes (ou le Mans) dans ses transhumances saisonniers Courchevel – la Hague – St-Tropez (toujours avec de bonnes bouteilles, héhé !), Ludivine, Cécile ainsi que Pierrot, Lulu et Malo, exilés au Québec, Ostie !

Un merci plein d'amour à ma famille, mes parents ("faites un métier qui vous plaît"), mon frangin et ma frangine qui m'ont soutenu, ont pris de mes nouvelles quand j'oubliais de prendre des leurs et se sont, notamment sur la fin, un peu inquiétés de ma courbe de poids ainsi que de mes heures de sommeil et qui ont relu dans des délais infernaux, l'orthographe de ce manuscrit ! Merci aussi à mes grands-parents, oncles et tantes qui m'ont encouragé au cours de ces 3 ans !

Enfin, merci à toi, ma Lucie, qui bien que très occupée toi aussi, m'a tant soutenu au cours de ces trois ans, a supporté mes horaires insupportables, a apaisé mes angoisses, tenu le cap lors des mauvais jours…et égayé les autres jours…MERCI ! Je t'aime !

RÉSUMÉ

Le Massif armoricain est un domaine de socle cadomo-varisque ouest-européen de faible altitude (maximum 400m), caractérisé par des surfaces d'aplanissement, dont l'évolution géologique et géomorphologique mésozoïque et cénozoïque est débattue. L'objectif de cette étude est de reconstituer la croissance du relief de ce massif. Une analyse géomorphologique, à terre et en mer, des surfaces d'aplanissement à été réalisée. Celle-ci est basée sur leur (i) cartographie, (i) chronologie relative, (iii) relations avec les profils d'altération et (iv) datation au moyen des dépôts sédimentaires datés les fossilisant. Six surfaces d'aplanissement ont été identifiées et datées et la plupart sont exhumées. Elles sont d'âge anté-Jurassique inférieur (PS1 à PS3), anté-Jurassique moyen (PS4), ante-Crétacé inférieur (PS5) et Paléocène (PS6). Au moins deux phases d'enfouissement/exhumation ont été identifiées : (1) un enfouissement au cours du Jurassique suivi d'une exhumation au Crétacé inférieur et (2) un enfouissement au Crétacé supérieur suivi d'une dénudation du Crétacé terminal à l'Éocène inférieur. La première période d'exhumation est probablement reliée à l'initiation puis l'ouverture du rift entre les plaques Ibérie et Eurasie (Golfe de Gascogne) et la seconde à la convergence entre ces deux plaques. Enfin, les mouvements verticaux cénozoïque du massif ont été quantifiés à partir (i) de la position des sédiments marins datés et de milieu de sédimentation connus et (ii) des paléoniveaux marins respectifs de ces dépôts déduits de différentes chartes eustatiques. Ces travaux mettent en évidence (i) une surrection au Paléocène, (ii) une subsidence à l'Éocène supérieur et (iii) la surrection déjà caractérisée au Pléistocène.

ABSTRACT

The Armoricain massif is a west-european Cadomo-variscan domain of low altitude (maximum 400 m), characterized by planation surfaces, whose Mesozoic and Cenozoic geological and geomorphological evolution is still debated. The purpose of this study is to retrace the growth of this relief. A geomorphological analysis of the planation surfaces was performed on land and at sea. It is based on their (i) mapping, (ii) relative chronology, (iii) relationships with weathering mantles and (iv) dating using dated sediments that seal those them. Six stepped planation surfaces have been identified and mapped and most of them are exhumed. They are pre-early Jurassic (PS1 to PS3), pre-middle Jurassic (PS4), pre-late Cretaceous (PS5) and Paleocene (PS6). At least two phases of burial and exhumation have been identified: (1) burial in Jurassic time followed by denudation during the early Cretaceous and (2) burial in late Cretaceous time followed dy denudation during the latest Cretaceous to early Eocene. The first period of exhumation is probably related to the initiation and break-up of the rift between Iberia and Eurasia (Bay of Biscay) and the second to the convergence betwenn these two plates. At last, Cenozoic vertical movements of the massif have been quantified from (i) position of dated marine sediments of known depositional environment and (ii) their respective paleo-sea levels deduced from different eustatic charts. This work highlights (i) Paleocene uplift, (ii) late Eocene subsidence and (iii) the already characterized Pleistocene uplift.

TABLE DES MATIÈRES

FINANCEMENTS --- 7

REMERCIEMENTS --- 9

RÉSUMÉ --- 13

ABSTRACT --- 13

TABLE DES MATIÈRES --- 15

INTRODUCTION GÉNÉRALE --- 21

CHAPITRE 1. ÉTAT DES CONNAISSANCES ET MÉTHODES D’ÉTUDE DES RELIEFS ANCIENS CARACTÉRISÉS PAR DES SURFACES D’APLANISSEMENT --- 25

1.1 Introduction --- 27

1.2 Le niveau de base : élément majeur de la morphogénèse du relief continental --- 29

1.2.1 Les facteurs de contrôle de la morphogénèse --- 29

1.2.2 Définition du niveau de base --- 31

1.3 Les différents types de surfaces d’aplanissement : natures et origines --- 32

1.3.1 Les pénéplaines ("peneplains") --- 32

1.3.2 Les pédiments ("pediments"), pédiplaines ("pediplains") et pédivallées ("pedivalleys") --- 33

1.3.3 Les "etchplains" et "etch-surfaces" (surfaces de corrosion) --- 35

1.3.4 Les plates-formes d’abrasion marine ("wave-cut platforms") --- 38

1.3.5 Les surfaces de cryoplanation ("cryoplanation terraces") --- 39

1.3.6 Les surfaces d’aplanissement et les processus glaciaires --- 40

1.3.7 Autres termes utilisés dans la littérature --- 42

1.4 Surfaces d'aplanissement et modèles d'évolution à long terme des reliefs --- 43

1.4.1 Les modèles classiques : de W. M. Davis (1899) à J. T. Hack (1960, 1975) --- 43

1.4.1.1 Le Cycle Géographique de W.M. Davis (1899) --- 43

1.4.1.2 Le Modèle de Penck (1924) --- 44

1.4.1.3 Le Modèle de King (1953, 1962) --- 46

1.4.1.4 Le modèle de Crickmay : "Inequal Activity" (1933) --- 46

1.4.1.5 Le modèle d'équilibre dynamique de Hack (1960, 1975) --- 46

1.4.1.6 Validité des modèles classiques d'évolution à long terme des Reliefs --- 47

1.4.2 Études récentes : Tectonique, Climat et évolution long terme des paysages --- 49

1.4.2.1.1 "L'équilibre dynamique" des zones à forte convergence, fort taux de surrection crustale et

fortes précipitations --- 50

1.4.2.1.2 L'évolution des paysages et reliefs des zones de plus faible convergence et contrôle du niveau de base --- 51

1.4.2.2 L'évolution des paysages et reliefs des domaines intraplaques et contexte post-orogénique (flexures et variations du géotherme)--- 51

1.5 Facteurs de contrôle de la genèse et de l'étagement / emboîtement des surfaces d'aplanissement ---- 53

1.5.1 Le rôle du niveau de base --- 54

1.5.1.1 La propagation du niveau de base --- 54

1.5.1.2 Les variations du niveau de base global (ou local) --- 54

1.5.1.3 Les niveaux de base lithologiques et structuraux --- 56

1.5.2 Le rôle du climat --- 58

1.5.2.1 Les grands types d'altération de surface et de sub-surface --- 58

1.5.2.1.1 Les altérations soustractives : les profils latéritiques --- 59

1.5.2.1.2 Les altérations additives : silcrètes, calcrètes, dolocrètes, ferricrètes --- 61

1.5.2.2 La répartition globale des altérations --- 64

1.5.2.3 Organisation spatiale des profils d'altération et lien avec les surfaces d'aplanissement --- 66

1.5.2.4 Datation des profils d'altération --- 68

1.5.2.5 Estimation des taux d'altération --- 68

1.5.2.6 Impact des altérations sur l'étagement des surfaces d'aplanissement --- 70

1.5.3 Le rôle de la déformation --- 75

1.5.3.1 Quelques exemples de surfaces d'aplanissement déformées --- 75

1.5.3.2 L'apport de la thermochronologie basse-température --- 79

1.5.4 Comment préserver des surfaces d'aplanissement anciennes ? --- 81

1.6 Analyse des surfaces d'aplanissement : méthodes de cartographie, chronologie, datation et construction de modèles d'évolution des reliefs à long terme --- 82

1.6.1 Identification et cartographie des surfaces d'aplanissement --- 82

1.6.2 La chronologie relative et la datation des surfaces d'aplanissement et construction des modèles long-terme d'évolution des reliefs --- 86

CHAPITRE 2. ÉVOLUTION GÉOLOGIQUE ET GÉOMORPHOLOGIQUE DU MASSIF ARMORICAIN : ÉTAT DES CONNAISSANCES --- 89

2.1 Introduction --- 91

2.2 Le substratum du Massif armoricain --- 91

2.2.1 Définition géographique et géologique du Massif armoricain--- 91

2.2.2 Structure du Massif armoricain et place dans la chaîne varisque --- 92

2.2.3 Structure de la lithosphère et de la croûte inférieure --- 98

2.3 Les bassins périphériques --- 102

2.3.1 Le Bassin de Paris --- 102

2.3.1.1 La structuration varisque du socle du Bassin de Paris --- 102

2.3.1.2 Les cycles stratigraphiques et discordances majeures du Bassin de Paris --- 103

2.3.2 Les bassins des Approches occidentales de la Manche (Bassins d'Iroise, des Approches de l'Ouest et de la Manche occidentale) --- 112

2.3.2.1 Structuration des bassins des Approches occidentales de la Manche--- 112

2.3.2.3 Evolution cénozoïque et inversions dans les Approches de l'Ouest --- 114

2.3.3 La Marge sud-armoricaine --- 120

2.3.3.1 L'ouverture du Golfe de Gascogne au Crétacé inférieur --- 121

2.3.3.2 L'évolution paléogène de la Marge sud-armoricaine --- 122

2.3.3.3 L'évolution néogène de la marge sud-armoricaine --- 126

2.4 Le Mésozoïque et le Cénozoïque du Massif armoricain : état des connaissances --- 130

2.4.1 L'enregistrement sédimentaire mésozoïque du Massif armoricain --- 130

2.4.2 L'enregistrement sédimentaire paléogène du Massif armoricain --- 134

2.4.3 L'enregistrement sédimentaire néogène du Massif armoricain --- 147

2.4.4 Les études géomorphologiques antérieures des surfaces d'aplanissement du Massif armoricain - 152 2.4.5 Évolution climatique cénozoïque du Massif armoricain --- 155

CHAPITRE 3. ÉTUDE GÉOMORPHOLOGIQUE DU MASSIF ARMORICAIN : PARTIE ÉMERGÉE --- 157

3.1 Introduction --- 159

Résumé --- 161

Article 1 : "Planation surfaces of the Armorican Massif (western France): denudation chronology of a Mesozoic land surface twice exhumed in response to relative crustal movements between Iberia and Eurasia" --- 162

Abstract --- 163

3.2 Introduction --- 164

3.3 Regional setting --- 165

3.3.1 Geology --- 165

3.3.2 Geomorphology and landscape evolution since the Mesozoic --- 166

3.3.3 Palaeoclimate --- 167

3.3.4 Material and methods --- 168

3.4 Armorican landforms--- 169

3.4.1 The Lower Normandy Plateau showcase --- 169

3.4.2 Planation surfaces in other parts of the Armorican Massif --- 172

3.4.3 Planation surfaces and weathering mantles--- 172

3.4.4 Relative chronology of the planation surfaces --- 174

3.4.5 Dating the planation surfaces: towards an age model --- 176

3.5 Discussion --- 178

3.5.1 The Armorican Massif: an exhumed land surface --- 178

3.5.2 Depths of denudation and burial of the exhumed topography --- 180

3.5.3 Nature of the Armorican planation surfaces --- 181

3.5.4 Patterns of landscape exhumation in response to crustal deformation --- 182

3.5.5 Is the geomorphological evolution of the Armorican Massif unique in western Europe? --- 183

3.6 The main stages of Armorican landscape evolution --- 186

CHAPITRE 4. ÉTUDE GÉOMORPHOLOGIQUE DU MASSIF ARMORICAIN : PARTIE

IMERGÉE --- 189

4.1 Introduction --- 191

4.2 Description des formes du relief immergées du pourtour armoricain : les surfaces d'aplanissement, traits majeurs du relief --- 192

4.2.1 La Surface d'aplanissement Manche/Sud-armorique (AMSA et AMSAd) : une forme du relief d'échelle régionale --- 192

4.2.2 Les surfaces d'aplanissement du domaine péri-armoricain --- 194

4.2.2.1 Les surfaces d'aplanissement des domaines peu profonds et émergés (îles) --- 195

4.2.2.1.1 Les surfaces d'aplanissement côtières immergées sur socle --- 195

4.2.2.1.2 Les surfaces d'aplanissement immergées sur couverture sédimentaire Cénozoïque (calcaires du Bartonien) --- 197

4.2.2.1.3 Les surfaces d'aplanissement émergées ("perchées") des îles --- 197

4.2.2.2 Les formes du relief connectant l'AMSA et les aplanissements peu profonds et émergés --- 198

4.2.2.2.1 Les larges vallées sous-marines à fond rocheux --- 198

4.2.2.2.2 Les formes de la zone bordière externe du péri-continent armoricain --- 201

4.3 Les formes du relief sous-marin : nature et causes --- 206

4.3.1 La Surface d'aplanissement Manche/Sud-armorique : une plate-forme d'abrasion marine, dernier stade d'évolution d'une surface polygénique --- 206

4.3.2 Les larges vallées sous-marines à fond rocheux : des pédiments incisés puis submergés ? --- 207

4.3.3 Les surfaces d'aplanissement côtières immergées --- 209

4.3.3.1 Les surfaces d'aplanissement côtières sur domaine de socle --- 209

4.3.3.2 Les surfaces d'aplanissement immergées sur couverture sédimentaire cénozoïque (calcaires du Bartonien) --- 210

4.3.4 Les aplanissements émergés ("perchés") : surfaces d'aplanissement polygéniques --- 211

4.3.5 La zone bordière : domaine d'adaptation du relief entre les aplanissements péri-armoricains et l'AMSA --- 211

4.4 Chronologie, datation et organisation des formes du relief sous-marines --- 212

4.4.1 L'AMSA : un aplanissement polygénique de dernier façonnement miocène moyen à supérieur (13-8 Ma) --- 212

4.4.2 Les pédiments submergés LVP1 : Bartonien à Chattien (38-28 Ma) --- 213

4.4.3 Les pédiments submergés LVP2 et les formes de la zone Bordière : Miocène moyen à supérieur (13-8 Ma) --- 214

4.4.4 Les surfaces d'aplanissement émergées (îles) : prolongations des aplanissements émergés du Crétacé inférieur et du Jurassique ? --- 216

4.4.5 Les surfaces d'aplanissement côtières : des morphologies récentes ? --- 217

CHAPITRE 5. CROISSANCE DU RELIEF ARMORICAIN AU MÉSO-CÉNOZOÏQUE -- 219

5.1 Introduction --- 221

5.2 Le relief actuellement à terre --- 221

5.2.1 Rappel de la séquence des formes du relief (cf. Chapitre 3 – article accepté dans la revue "Geomorphology")--- 221

5.2.2 L'âge des pédiments les plus jeunes (PS6) : apport de la ligne sismique GéoFrance3D – Bassin de Rennes --- 221

5.3 Quantification du déplacement vertical à partir des positions successives du niveau marin --- 229

5.3.1 Méthode --- 229

5.3.1.1 Mesure du déplacement vertical fini --- 230

5.3.1.2 Mesure du déplacement vertical au cours du temps --- 231

5.3.2 Les différentes courbes de variation du niveau marin --- 231

5.3.3 Mesure du déplacement vertical fini pour un intervalle de temps donné --- 235

5.3.3.1 Le Pliocène supérieur (Plaisancien) – Pléistocène supérieur (Gélasien) --- 235

5.3.3.2 Le Miocène moyen (Langhien – Serravallien ; 16 – 11.6 Ma) --- 240

5.3.3.3 L'Oligocène inférieur (Rupélien ; 33,9 – 28,1 Ma) --- 244

5.3.3.4 L'Éocène supérieur (Bartonien ; 41 – 38 Ma) --- 247

5.3.3.5 Le Crétacé supérieur --- 250

5.3.4 Mesure du déplacement vertical du Massif armoricain au Cénozoïque --- 253

5.3.4.1 Résultats --- 254

5.3.4.2 La surrection syn- à post-Pléistocène du Massif armoricain --- 256

5.3.4.3 La période de stabilité et/ou de faible subsidence de l'Eocène moyen (Bartonien) au Pliocène supérieur – Pléistocène inférieur (Plaisancien – Gélasien) --- 257

5.4 Les contraintes imposées par les reliefs actuellement en mer et les bassins périphériques. --- 258

5.4.1 Les pédiments émergés : contrainte imposée par leur niveau de base --- 258

5.4.2 Les déformations et mouvements verticaux requis pour former les pédiments émergés --- 260

5.4.2.1 Les déformations aux alentours de la limite Éocène - Oligocène --- 260

5.4.2.2 Les déformations aux alentours de la limite Miocène moyen - supérieur --- 261

5.5 Modèle de croissance du relief armoricain --- 262

5.5.1 Chronologie et âge des formes du relief à terre et à mer--- 262

5.5.2 Evolution du relief armoricain --- 263

CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES --- 271

RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES --- 275

LISTE DES FIGURES --- 311

ANNEXE 1 : MÉTHODOLOGIE, DONNÉES ET ANALYSES S.I.G. EMPLOYÉES POUR LA CARTOGRAPHIE DES SURFACES D'APLANISSEMENT --- 323

ANNEXE 2 : SYNTHÈSE BIOSTRATIGRAPHIQUE DE 14 BASSINS PALÉOGÈNES (ÉOCÈNES-OLIGOCÈNES) DU MASSIF ARMORICAIN --- 325

ANNEXE 3 : DONNÉES DE QUANTIFICATION DU DÉPLACEMENT VERTICAL FINI À PARTIR DES POSITIONS SUCCESSIVES DU NIVEAU MARIN ET DES DÉPÔTS SÉDIMENTAIRES D'ÂGES ET DE BATHYMÉTRIES CONNUES --- 327

CARTE HORS-TEXTE N°1: CARTE AU 1/50000ÈME _{DES FORMES DU RELIEF} (SURFACES D'APLANISSEMENT) DU MASSIF ARMORICAIN --- 329

INTRODUCTION GÉNÉRALE

Le relief émergé de la terre résulte de chaines de montagnes, d’épaulements de rift et de plaines et plateaux. Si les chaines de montagnes et, dans une moindre mesure, les épaulements de rift font l’objet de très nombreuses études géomorphologiques couplant analyse thermochronologique et dynamique des rivières (Burbank et al., 1996 ; Bishop, 2007), les plaines et plateaux sont peu étudiés, à l’exception des plateaux associés aux chaines de montagnes (Altiplano, par exemple Isacks, 1988 ; Tibet, par exemple Fielding et al., 1994).

Les plaines et plateaux constituent pourtant plus de 70% du relief émergé de la Terre. Leur taille varie de la centaine à plusieurs milliers de kilomètres. L’altitude des plateaux peut aller de quelques dizaines de mètres à plus de 2000 m (pour les plateaux non associés aux chaines de montagnes). Ces reliefs sont caractérisés par de grandes surfaces d’aplanissement, uniques ou multiples et étagées, qui ont fait l’objet d’une abondante littérature au 20ème siècle (Baulig, 1952 ; King, 1953 ; Büdel, 1957 ; Thomas, 1989a ; 1989b ; Widdowson, 1997a pour une revue) quelque peu oubliée au 21ème siècle.

Ces surfaces d’aplanissement posent plusieurs questions (Widdowson, 1997b ; Watchman and Twidale, 2002 ; Migoń, 2004a ; Burke and Gunnell, 2008) : leur mode de formation, leur datation et, dans le cas des plateaux, les mécanismes de leur surrection (souvent différents de ceux de l’aplanissement).

Ainsi, par exemple, pour les plateaux de très grande longueur d’onde (x1000 km) comme le Plateau sud-africain ou le dôme kenyan, l’aplanissement sommital est considéré comme résultant d’une longue évolution polygénique (Burke and Gunnell, 2008), tandis que la surrection serait en relation avec la mise en place du "superplume" sud-africain (Nyblade et al., 1990 ; Gurnis et al., 2000). Cependant, l’essentiel des plateaux de la terre ont une taille maximale de l’ordre de quelques centaines de kilomètres et une cause lithosphérique.

L’objectif de cette thèse est d’étudier les plateaux (x100 km) faiblement étagés d’un domaine de socle peu élevé (maximum 400 m) afin de reconstituer la croissance de ces reliefs de faible longueur d’onde et d'altitude faible au regard de plateaux comme le Plateau sud-africain. Ce domaine de socle est le Massif armoricain, un des massifs de socle d’Europe occidentale (Cornouailles, Pays de Galles, Ecosse, Ardennes - Massif schisteux rhénan, Bohème, Vosges - Forêt noire, Massif Central français, etc.).

Notre propos est d’analyser les formes du relief correspondant aux surfaces d’aplanissement, d’établir leur chronologie relative et de les dater afin de reconstituer l’évolution du relief du Massif armoricain et aussi de quantifier ses déplacements verticaux

en repositionnant en altitude les sédiments marins datés du Massif armoricain par rapport au niveau de la mer de l’époque du dépôt.

Cette étude repose sur une analyse cartographique à terre et en mer des formes du relief et des sédiments associés.

Le Massif armoricain est constitué de roches protérozoïques et paléozoïques déformées lors des orogenèses cadomienne (pan-africaine) et varisque (ou hercynienne). C’est un ensemble constitué de quatre domaines de plateaux et collines (Plateaux ouest-armoricain et bas-normand, Collines vendéennes et du Cotentin ; Figure A) ceinturé par des domaines aplanis de plus faible altitude (Bas plateau breton, plates-formes du Léon, du

Figure A : Principaux domaines topographiques et morphologiques du Massif armoricain et des bassins périphériques représentés sur un modèle numérique de terrain terre-mer (Sources MNT : à terre : NASA Shuttle Radar Topography Mission, Jarvis et al., 2008 ; en mer : "GEBCO 30 arc'", "SHOM Golfe de Gascogne-Manche ; Projection RGF Lambert 1993). Ligne noire épaisse : limite entre le Massif armoricain (Socle varisque) et les bassins sédimentaires périphériques. Lignes grises : failles principales (CNA : Cisaillement nord-armoricain, CSA : Cisaillement sud-armoricain ; MLT : Faille de Merlerault ; MA : Faille de la Mayenne ; HUI : Faille de l'Huisne).

Trégor, de Vannes et de Basse-Loire, etc. ; Figure A). Ces plateaux sont plus ou moins altérés (jusqu'à de vraies latérites, Estéoule-Choux, 1983) et portent de nombreux sédiments cénozoïques (Guillocheau et al., 2003). Ces différentes entités morphologiques sont incisées par les vallées actuelles (Bonnet et al., 2000).

Cette topographie terrestre se prolonge à mer (ici appelée le péri-continent armoricain) et passe à la faveur d’escarpements plus ou moins marqués (10 à 50 m de hauteur), à une vaste surface d’aplanissement recoupant socle et bassins méso-cénozoïques (Hinschberger, 1969 ; Andreieff et al., 1972 ; Pinot, 1974 ; Vanney, 1977 ; Bourillet et al., 2006), ici appelée Aplanissement de la Manche et de la Marge Sud-Armoricaine (AMSA).

Le Massif armoricain a fait l’objet de nombreuses études géomorphologiques depuis l’extrême début du 20ème siècle. La première grande étude est réalisée par Emmanuel de Martonne en 1906 qui identifie une surface d'aplanissement du début du cénozoïque à l'échelle du massif (plates-formes Léon Trégor et de Vannes, Bas-plateau armoricain) surmontée de potentielles topographies témoins d'aplanissements antérieurs, qu'il propose mésozoïques. Plusieurs brillants géographes travailleront sur la partie émergée (Musset, 1917 ; 1922 ; 1928 ; Meynier, 1940 ; Guilcher, 1948 ; 1949, etc.) et immergée (Pinot, 1974 ; Vanney, 1977, etc.) du Massif armoricain, la dernière grande synthèse terrestre, concentrée sur la bordure est du massif et ses relations avec les sédiments du Bassin de Paris, étant effectuée par Claude Klein en 1975. Tous concluront que l’essentiel du façonnement du Massif armoricain est réalisé durant le début du Cénozoïque.

Notre étude s’est limitée au Massif armoricain au nord de la Loire (bien qu’intégrant les sédiments du bassin de Challans en Vendée). La raison est double : (1) Ce travail, financé par la région Bretagne, devait au départ se focaliser sur cette région. Très rapidement le sud de la Normandie, avec ses sédiments mésozoïques datés, s’est imposé comme étant incontournable. (2) Le travail de cartographie, supposant un contrôle de terrain chronophage, limitait l’extension géographique.

CHAPITRE 1. ÉTAT DES CONNAISSANCES ET MÉTHODES

D’ÉTUDE DES RELIEFS ANCIENS CARACTÉRISÉS PAR

DES SURFACES D’APLANISSEMENT

1.1 INTRODUCTION

Au premier ordre, le relief terrestre est constitué de différentes formes facilement identifiables telles que les chaînes de montagnes (e.g. Himalaya, Andes, Alpes), les domaines de plateaux (e.g. Plateau sud-africain, Plateau sibérien, plateaux australiens) et de plaines (e.g. Grandes plaines des USA, Plaine du Pô), les volcans (e.g. Etna, Krakataua, volcans d'Auvergne) ou encore les domaines de rift (Rift est-africain). Ces formes du relief présentent des dimensions caractéristiques différentes (M1 ≈ ×10 – ×1000 km) et sont liées à des modes de déformation de différentes longueurs d'ondes et amplitudes qui dépendent généralement du contexte géodynamique.

Ainsi, aux limites de plaques (convergence ou divergence), les chaînes de montagnes et zones de rift présentent des variations topographiques de forte amplitude et de courte à moyenne longueur d'onde (λ ≈ ×10 – ×100 km, comparables aux épaisseurs crustale à lithosphérique) qui traduisent l'impact majeur des processus de déformation impliquant la croûte supérieure et/ou la lithosphère au travers de failles, chevauchements, flexures et flambages lithosphériques.

A l'inverse, en contexte intraplaque, les grandes plaines ou plateaux, souvent situés sur des cratons anciens, présentent des variations topographiques faibles mais de moyenne à grande longueur d'onde (λ ≈ ×100 – ×1000 km). Ces ordres de grandeur indiquent une participation importante de phénomènes profonds, lithosphériques et mantelliques (Sandiford et Quigley, 2009 ; Braun et al., 2014).

L'impact de ces déformations, de longueurs d'ondes et d'amplitudes caractéristiques différentes, sur la morphogenèse globale est étudié depuis plus d'un siècle. L'essentiel des études géomorphologiques de la deuxième moitié du XXème _{siècle est plutôt axé sur la}

compréhension de l'évolution des reliefs aux limites des plaques (zones de collision, subduction ou de divergence), ou des marges passives élevées. L'objectif de ces travaux est de comprendre l'impact des interactions entre déformation et climat sur le relief dans ces contextes géodynamiques particuliers. A l'inverse, certains modèles "classiques" (première moitié du XXème _{siècle) ont été proposés dans le but d'expliquer l'évolution des reliefs à}

long-terme par un modèle global et sont aujourd'hui critiqués (e.g. Phillips, 2002). Cependant, depuis vingt ans, les travaux de thermochronologie associés aux analyses géomorphologiques et sédimentologiques démontrent un renouveau de l'intérêt pour la géomorphologie long terme (x 10 Ma à x 100 Ma) ainsi que pour la compréhension des morphologies de grandes et moyennes longueurs d'ondes des grands domaines intracontinentaux et des processus associés (Gunnell et al., 2003 ; Chardon et al., 2006 ; Barbarand et al., 2013 ; Green et al., 2013 ; Bonow et al., 2014).

Les reliefs et massifs anciens situés en domaine intraplaque constituent les domaines privilégiés de ces études. C'est le cas des grands cratons d'Australie, d'Afrique (Kalahari,

Afrique de l'Ouest), d'Amérique (Canada, Wyoming) ou d'Europe (Scandinavie) qui constituent les croûtes continentales les plus anciennes de notre planète. En effet, l'histoire géologique de ces domaines est souvent compliquée à restituer du fait de l'absence de dépôts sédimentaires qui permettent : (i) de dater les épisodes successifs de leur évolution (reconstitution temporelle), et (ii) de reconstituer les paléogéographies passées (reconstitution spatiale).

Une caractéristique commune des reliefs de la plupart de ces domaines de socle est la présence de surfaces d'aplanissement (pour un aperçu mondial, voir Widdowson, 1997). Ces dernières correspondent à des surfaces topographiques quasi-planes (gradient de pente très faible), occupant souvent de vastes zones géographiques (x 10 km2 _{à x 1000km}2_{). Elles}

tronquent généralement les structures du socle sous-jacent et peuvent présenter certains reliefs tels que des collines résiduelles (Brown, 1968 ; Migoń, 2004a ; Huggett, 2011). Ce terme – surface d'aplanissement ("planation surface" en anglais) – est utilisé dans ce mémoire de manière générique car sa définition est uniquement basée sur des critères d'apparence sans qu'aucun processus génétique particulier n'y soit associé.

Ces surfaces d'aplanissement constituent les marqueurs de l'évolution géologique et géomorphologique de nombreux domaines continentaux intraplaques. Leur analyse, combinée à celle des bassins sédimentaires environnants et aux méthodologies modernes de datation des surfaces continentales (radio-isotopes, paléomagnétisme) constitue un outil majeur dans la compréhension de l'évolution long terme des domaines intraplaques.

Ce chapitre propose une synthèse typologique des surfaces d'aplanissement, de leur signification géologique et géomorphologique et des méthodologies employées dans leur analyse au travers :

(1.2) un rappel succinct des facteurs de contrôle de la morphogénèse et de la notion de niveau de base ;

(1.3) un point sur les différents types de surfaces d'aplanissement décrites et définies dans la littérature et sur les processus génétiques associés ;

(1.4) une présentation des principaux modèles d'évolution à long terme des reliefs et de l'intégration des surfaces d'aplanissement dans ces modèles ;

(1.5) une présentation des facteurs de contrôle de la genèse, de l'étagement ou de l'emboîtement des surfaces d'aplanissement ;

(1.6) une présentation succincte des méthodes d'identification, de cartographie et d'analyse des surfaces d'aplanissement dans le but de reconstituer l'évolution géologique et géomorphologique de domaines de socles anciens.

1.2 LE NIVEAU DE BASE : ÉLÉMENT MAJEUR DE LA MORPHOGÉNÈSE DU

RELIEF CONTINENTAL

1.2.1

L

La morphogenèse et l'évolution d'un paysage résultent des interactions, couplages et interdépendances complexes des processus géologiques de surfaces et profonds (Molnar et England, 1990 ; Champagnac et al., 2014 ; Figure 1-1). Les principaux facteurs de forçage des processus et de la morphogenèse sont :

(i) les déformations de la lithosphère (mouvements verticaux – tectonique) pouvant influer le relief, l'érosion (chimique/physique), le transport de sédiments, la sédimentation et l'eustatisme (tectono-eustatisme) ;

(ii) le climat pouvant influer les processus d'érosion (physique/chimique), de transport des sédiments, la sédimentation et l'eustatisme (climato-eustatisme).

L'expression de la déformation peut être synthétisée selon trois longueurs d'ondes : - Les déformations de courte longueur d'onde et de vitesse importante (λ≈ ×10 km, V ≈

×1 km/Ma) correspondent à des hétérogénéités crustales (variation de la densité crustale) telles que des failles crustales, des chevauchements, pouvant induire des amincissements ou épaississements crustaux. Ces phénomènes correspondent à des déformations localisées et de courte durée. Elles peuvent induire des déformations Figure 1-1 : Diagramme schématisant les relations d'interdépendances entre les deux grands facteurs de forçage de l'évolution d'un paysage que sont le climat et la déformation et les différents processus entrant en jeu dans cette évolution (réalisé d'après Champagnac et al., 2014). La définition du niveau de base est schématisée par les aplats grisés.

de longueur d'onde plus importante (e.g. un flambage lié à la surcharge d'une croûte épaissie).

- Les déformations de moyenne longueur d'onde (λ ≈ ×100 km, V ≈ ×10-100 m/Ma) correspondent à des phénomènes de flambage lithosphérique induits par des phénomènes de charge/décharge (e.g. bassin sédimentaire, chaîne de montagnes), ou à des phénomènes d'instabilité thermique sous la lithosphère (e.g. sous-placage mantellique ; Summerfield, 1991 ; Watts, 2001 ; Sandiford et Quigley, 2009). Ces phénomènes peuvent persister sur des durées importantes (e.g. temps nécessaire à l'érosion d'une chaîne de montagnes).

- Les déformations de grande longueur d'onde (λ ≈ ×1000 km, V ≈ ×10 m/Ma) correspondent à des phénomènes impliquant la dynamique (la convection) du manteau : la topographie dynamique. Ce phénomène est dirigé par les flux mantelliques impliquant des anomalies positives (plateaux) et négatives (dépressions) de topographie sur de larges surfaces continentales (Braun, 2010 ; Moucha et Forte, 2011).

La prédominance d'un type de déformation dans une région donnée dépend du contexte géodynamique l'affectant. Ainsi, en contexte interplaques, la déformation est majoritairement contrôlée par la convergence (collision/subduction) ou la divergence des plaques (rifting, création de croûte océanique ; Summerfield, 1991). Ces zones sont les lieux de déformations rapides et de faibles longueurs d'ondes telles que les failles crustales listriques pour les rifts et les grands chevauchements pour les chaînes de montagnes. Elles sont également soumises à des déformations de longueurs d'ondes moyennes comme le flambage lithosphérique induit par la charge liée à l'épaississement crustal, impliqué dans la formation des bassins d'avant-pays. En contexte intraplaque, les déformations de moyennes et grandes longueurs d'ondes prédominent, les premières au-travers de flambages lithosphériques (transmission des contraintes depuis les limites de plaques) ou de rebonds isostatiques (fonte d'inlandsis), les secondes au travers du maintien ou du basculement de certaines topographies de plateaux (Sandiford et Quigley, 2009 ; Moucha et Forte, 2011 ; Braun et al., 2014).

Cependant, la participation des phénomènes de grandes longueurs d'ondes dans la déformation des domaines situés aux limites de plaques n'est pas exclue (e.g. Husson et al., 2014). De plus, des déformations de courtes longueurs d'ondes peuvent affecter les domaines intraplaques, notamment lors de réarrangements de contraintes tectoniques aux frontières de plaques et à leur transmission aux domaines intraplaques (Ziegler, 1990 ; Sandiford et Quigley, 2009).

L'ensemble de ces différents processus de déformation, se répercutent plus ou moins rapidement (en matière de taux de déformation) et plus ou moins localement (en fonction des longueurs d'ondes) sur le niveau de base, notion importante pour la compréhension de l'évolution des paysages.

1.2.2

D

Le niveau de base est défini comme la surface délimitant les domaines en érosion (au-dessus de cette surface) et les domaines en sédimentation (en-dessous de cette surface). La position du niveau de base est déterminée par la somme des variations eustatiques et des mouvements verticaux de la surface terrestre (Figure 1-1), idéalement par rapport à un référentiel fixe (centre de la Terre - Bonnet, 1997). Le terme niveau de base, introduit par Powell (1875) est utilisé dans des sens différents dans la littérature (Chorley et Beckinsale, 1968 ; Goudie, 2004) :

- Le niveau de base global ou ultime représenté par la surface du niveau des océans qui intersecte la topographie des domaines émergés ;

- Le niveau de base structural, temporaire, local :

o Le niveau de base temporaire ou structural provoqué par une lithologie ou une structure résistante à l'érosion qui limite la propagation du niveau de base global en amont de cette lithologie ou structure résistante (formation d'un knickpoint). Le niveau de base du système amont, alors défini par ce knickpoint, persistera jusqu'à l'effacement de ce dernier ;

o Le niveau de base local qui correspond au niveau de base d'un bassin endoréique (niveau du lac). Un niveau de base local peut être temporaire et ou structural. Les lacs Léman, Tanganyika et la Mer Morte sont des exemples de niveaux de base locaux ;

- La "Base-levelled surface" (Surface nivelée) correspond au niveau de base défini par une surface continentale sub-plane (e.g. plaine), sur laquelle les cours d'eaux sont ajustés (peu ou pas d'érosion de la surface) et vont adapter la topographie amont. La "base-levelled surface" être d'un niveau proche du niveau de base global (plaine) ou d'un niveau de base structural ou temporaire (plateau).

Bonnet (1997) indique que dans le cas d'un niveau de base défini comme le niveau marin relatif, par rapport à un référentiel fixe, une chute de niveau de base correspond à la formation de relief selon deux possibilités :

- le domaine étudié est en surrection pendant que le niveau marin chute ou ne change pas ;

- le domaine étudié est en surrection pendant que le niveau marin monte avec une vitesse de surrection supérieure à la vitesse de montée du niveau marin.

La notion de niveau de base définit ainsi le niveau auquel les processus d'érosion tendent à adapter une topographie au cours du temps. Les surfaces d'aplanissement correspondent, pour la plupart, à des adaptations de ce type. Cependant, il est à noter que cette notion ne prend pas en compte les processus érosifs sous-marins, qui peuvent eux-aussi affecter la morphogenèse d'un paysage, par exemple lors de l'émersion de morphologies sous-marines ultérieurement à leur façonnement.

1.3 LES DIFFÉRENTS TYPES DE SURFACES D’APLANISSEMENT : NATURES ET

ORIGINES

Dans cette partie, une synthèse des grands types de surfaces d'aplanissement et des processus génétiques associés sera exposée. Puis, les principaux modèles d'évolution à long terme des reliefs seront résumés. Dans un souci de clarté vis-à-vis de la littérature internationale, les équivalents anglais des termes français employés dans ce manuscrit seront présentés en italique et entre guillemets.

1.3.1

L

("

")

Le terme pénéplaine ("peneplain") a été introduit par W.M. Davis (1889) pour définir une plaine sans caractéristique particulière, peu ou pas affectée par les structures géologiques sous-jacentes, issue de l'usure d'une topographie antérieure (Figure 1-2). Il précise plus tard que des irrégularités (collines) de l'ordre de 60 à 100m d'amplitude affectent couramment les pénéplaines (Davis, 1896), que ces dernières peuvent porter des reliefs résiduels ("monadnocks") et qu'elles sont principalement contrôlées par le niveau de base (niveau marin) du réseau de drainage qu'elles portent (Davis, 1899). Ces pénéplaines peuvent porter des profils d'altération et correspondent, dans leur définition initiale, au stade quasi ultime du modèle de cycle d'érosion d'un relief énoncé par Davis (1899) : "The Geographical Cycle" (cf. §1.5.1.1). Suivant ce modèle les pentes des interfluves sont progressivement abaissées ("downwearing" ; Figure 1-3.A) par les processus d'érosion des rivières et d'érosion gravitaire (Davis, 1899 ; Holmes, 1955 ; Migoń, 2004b ; Ebert, 2009).

Il est à noter que le terme "pénéplaine" a été largement employé dans la littérature, recouvrant parfois différentes définitions, Davis ayant lui-même adapté sa définition au cours du temps (voir Phillips, 2002 pour un historique)."Pénéplaine" est ainsi régulièrement utilisée de manière générique pour désigner une surface d'aplanissement.

1.3.2

L

("

"),

("

")

("

")

Le terme pédiment ("pediments") fut introduit par McGee (1897) bien que Gilbert (1877) ait été le premier à décrire ce type de morphologie sans le nommer. Différentes définitions existent dans la littérature (voir Whitaker, 1979 ; Dohrenwend et Parsons, 2009 pour une revue complète), des plus larges (Whitaker, 1979) aux plus précises (Cooke, 1970). La variété des pédiments décrits et des définitions proposées entraîne une certaine confusion. Nous retiendrons donc une définition la plus universelle et complète possible. Ainsi, les pédiments sont caractérisés par les paramètres suivants (Tator, 1952 ; 1953 ; Whitaker, 1979 ; White, 2004 ; Dohrenwend et Parsons, 2009 ; Figure 1-4.A) :

- une surface faiblement inclinée (pentes comprises entre x10-4 _{% et 1 %) adaptée à un}

niveau de base, tronquant les structures et lithologies sous-jacentes sans relief significatif ;

- une aire comprise entre 102 km2 et 104 km2,

- un profil longitudinal concave (en général) à rectiligne ;

- des valeurs de pentes très faibles en aval (x10-4 à 1 %) augmentant en partie amont (x1 % à >15 %), cette dernière pouvant former un escarpement reliant le pédiment à la morphologie amont ;

- l'absence de couverture sédimentaire ou des placages sédimentaires discontinus de faible épaisseur (x1 m) ;

- l'absence de réseaux de rivières surimposés (en général) ou bien un réseau étroit (x1 m à x10 m de large) sans incision significative (x 1 m).

Certains pédiments, correspondant à de larges vallées à fond plat tronquant les structures sous-jacentes, ont été décrits par différents auteurs (Mammericks, 1964 ; Thomas, 1989a ; 1989b ; Figure 1-4.B). Ces formes nommées "pédivallées" ("pedivalleys" ; Dauteuil et al., 2015), présentent les mêmes caractéristiques que les pédiments hormis leur taille et leur largueur, plus petites (largeur : ×10 – ×100 km ; aire : ×101 – ×104 km2).

Figure 1-3 : Coupes schématiques représentant l'évolution des versants dans le cas d'un processus d'abaissement des versants (A) de Davis (1899 – pénéplanation) et de recul des versants (B) de Penck (1924 – pédiplanation)

Les pédiments et pédivallées peuvent, dans leur partie amont, être partiellement reliés entre eux par un col pédimentaire ("pediment pass") ou encore former, par coalescence, une pédiplaine ("pediplain" – aire : 103-106 km2 ; Maxson et Anderson, 1935 ; Peulvast et Claudino Sales, 2005 ; Figure 1-4.C). Des reliefs résiduels – des inselbergs – peuvent persister sur ces surfaces d'aplanissement (King, 1953 ; White, 2004 ; Ebert, 2009 ; Huggett, 2011). De nombreux pédiments sont décrits autour du globe (Figure 1-5 ; Whitaker, 1973 ; 1979). Les francophones les désignent parfois par le terme ambigu de "glacis", terme pouvant désigner différentes morphologies (e.g. piémonts - Baulig, 1956 ; 1973 ; Whitaker, 1979).

Les processus d'érosion à l'origine des pédiments et leur importance relative sont difficiles à estimer (White, 2004) et varient selon le contexte climatique (Dohrenwend et Parsons, 2009). Les crues en nappes2 _{("sheetfloods") et le ruissellement diffus ("rill wash"),}

sont souvent proposés (White, 2004 ; Dohrenwend et Parsons, 2009). L'altération chimique

2 _{Les crues en nappes ne peuvent cependant pas initier la formation des pédiments. En effet, elles nécessitent}

une surface relativement plane pour se former.

Figure 1-4 : Schémas illustrant : A – un pédiment, B – une pédivallée et C – une pédiplaine formée par la coalescence d'un pédiment et d'une pédivallée. Le col pédimentaire correspondant à la connexion locale de la partie amont de deux pédiments ou pédivallées n'est pas représenté.

("weathering") et le décapage ultérieur des profils d'altération sont aussi suggérés rapprochant la pédiplanation de la "etchplanation" (voir §1.4.3).

Contrairement aux pénéplaines, le recul des escarpements ("backwearing" ; Figure 1-3) est le phénomène dominant invoqué dans l'évolution des versants des pédiments,

notamment par L. C. King (1953 ; 1962), dans son modèle d'évolution à long terme des paysages (cf. §1.5.1.3).

1.3.3

L

"

"

"

-

"

(

)

Le terme "etchplain" – qui peut être traduit par surface de corrosion3 _{– est introduit par}

Wayland (1933). Cet auteur désigne ainsi une surface d'aplanissement, créée sous des climats tropicaux à sub-tropicaux induisant la formation d'un épais profil d'altération chimique (latéritique), ultérieurement décapé par l'érosion mécanique (Büdel, 1982 ; Thomas, 1989a ; 1989b ; Bremer, 1993 ; Ebert, 2009 ; Huggett, 2011). Ce processus d'altération/décapage, dans son ensemble, est appelé "etchplanation" (Thomas, 1994 ; Huggett, 2011). Deux interfaces sont définies dans ce modèle malgré les confusions relevées dans la littérature (Ebert, 2009) :

3 _{: Cette traduction n'étant pas totalement satisfaisante ("corrosion" n'étant pas la traduction exacte du mot}

anglais "etch"), les termes anglais "etchplain", "etch-surface" et "etchplanation" seront régulièrement utilisés dans la suite de ce manuscrit.

- La "etchplain" qui correspond à la surface plane située au sommet du profil d'altération (épaisseur : x 10m à 100 m) présentant généralement des cuirasses d'altération (cuirasses latéritiques ; Thomas, 1994 ; Huggett, 2011).

- La "etch-surface" qui correspond à l'interface entre le socle sain et la base du profil d'altération (saprolite ou isaltérite), i.e. le front d'altération (Mabbutt, 1961 ; Thomas, 1994 ; Huggett, 2011). La résistance des roches à l'altération chimique étant variable, le front d'altération ("etch-surface") peut présenter une certaine rugosité (topographie) directement liée à l'hétérogénéité du socle (Migoń, 2004c ; Ebert, 2009).

La "etchplain" et la "etch-surface" correspondent respectivement aux deux surfaces (interfaces) du modèle de "double-planation" (équivalent de la "echtplanation") de Büdel (1957 ; i.e. la "wash surface" et la "basal weathering surface"). Plusieurs types de "etchplains" peuvent être distingués, traduisant différents stades de décapage du profil d'altération (Thomas, 1994 ; Migoń, 2004c) :

- Les surfaces de corrosion armées par un profil d'altération ("mantled etchplain" - Figure 1-6.A) : De faible relief, elles sont caractérisées par un épais profil d'altération dont le sommet est caractérisé par des cuirasses d'altération (latéritiques) relativement continues. Le front d'altération ("etch-surface") n'est pas affleurant. - Les surfaces de corrosion disséquées ou les fronts d'altération partiellement

déblayées ("dissected etchplains" ou "partly stripped etch-surface" - Figure 1-6.B) : Elles sont développées à partir des surfaces de corrosion capées ("mantled etchplains") par la dissection et le décapage locaux du profil d'altération par l'érosion physique. Une partie du profil d'altération est préservée dans son entier, tandis que l'autre a été disséquée/déblayée permettant l'affleurement local du front d'altération ("etch-surface").

- Les fronts d'altération décapés ou déblayés ("stripped etch-surface"- Figure 1-6.C) : Le profil d'altération est presque entièrement décapé. Seuls quelques résidus ont été préservés (< 10 % de l'aire initiale). Le front d'altération ("etch-surface"), dégagé, constitue la topographie de la surface d'aplanissement dont la rugosité (le relief relatif) dépend de l'hétérogénéité de la pénétration du profil d'altération initial. - Les surfaces de corrosion complexes ("complex etchplains"), i.e. perturbées par

différents phénomènes, peuvent exister, par exemple :

o Des surfaces de corrosion ou les fronts d'altération incisés ("incised

etchplains", "incised etch-surfaces" - Figure 1-6.D) La chute du niveau de

base est suffisamment importante pour permettre l'incision du front d'altération ("etch-surface") de la surface de corrosion initiale.

Figure 1-6 : Les différents types de surfaces de corrosion ("etchplains") : A – capée par un profil d'altération ; B – disséquée puis partiellement déblayée ; C – déblayée/décapée ; D – incisée et E – ré-altérée (d'après Thomas, 1994).

o Des surfaces de corrosion ré-altérées ("re-weathered etchplains or

etch-surfaces" - Figure 1-6.E) se forment lorsqu'une surface de corrosion est

de nouveau affectée par une phase d'altération.

Un débat persiste quant aux surfaces de corrosion et concerne le rapport entre la cinétique de l'altération et celle de l'érosion mécanique ; deux scénarios sont proposés :

- La formation du profil d'altération et son décapage par érosion mécanique sont simultanés, l'érosion mécanique permettant la progression en profondeur de l'altération, les deux processus ayant alors des cinématiques comparables (Büdel, 1957 ; 1982 ; Bremer, 1993).

- L'érosion mécanique succède à l'altération chimique du fait d'une déstabilisation de l'équilibre cinétique des deux processus à la faveur de changements climatiques ou de mouvements tectoniques (voir Thomas, 1994 et ; Migoń, 2004c).

Il est à noter que les surfaces de corrosion peuvent porter des buttes résiduelles (inselbergs) voire, produire deux surfaces d'aplanissement de niveaux différents (Figure 1-7) du fait des variations de résistance à l'altération (et à l'érosion) en fonction des lithologies. Les processus d'abaissement des versants ("downwearing") ou de recul des escarpements ("backwearing") peuvent être impliqués dans le décapage des profils d'altération. Le déblaiement du profil d'altération peut donc être réalisé lors de la formation d'un pédiment (e.g. Mabbutt, 1966 ; voir Twidale et Bourne, 2013 sur ce sujet précis).

Figure 1-7 : Influence de la lithologie dans la formation des surfaces de corrosion. A – La surface initiale est constituée de lithologies plus ou moins résistantes à l'altération chimique, B – Lors du développement de l'altération, le front d'altération pénètre plus profondément dans les roches moins résistantes, C – les processus d'érosion mécanique décapent préférentiellement les zones plus altérées, un inselberg apparaît, la topographie est plus rugueuse, D – Les processus d'érosion ont entièrement décapé les profils d'altération meubles. Deux surfaces ont été créées simultanément : 1 – une surface de corrosion capée par une cuirasse latéritique et 2 – une surface de front d'altération, issue du décapage des altérites, qui porte un inselberg à la faveur d'une zone de lithologie plus résistante.

1.3.4

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-

’

("

")

Les plates-formes d'abrasion marine ("wave-cut platforms") correspondent à un sous-type de plate-forme côtière ("shore platform"). Les plates-formes côtières correspondant aux aplanissements de faible largeur régulièrement observés sur le littoral mondial (voir Trenhaile, 2004 pour une revue). Les rôles respectifs de différents agents d'érosion (vagues, marées, gel, altération chimique, glissements de terrain, bio-érosion et bio-constructions) sont discutés pour expliquer la formation des plates-formes côtières (Fairbridge, 1968 ; Trenhaile, 2004).

Les surfaces d'abrasion marine sont des surfaces d'aplanissement, généralement inclinées de quelques degrés en direction de l'océan (1° à 5°), qui viennent buter sur le trait de côte au pied d'une falaise (Figure 1-8). Le nivellement par l'action des vagues semble être le processus érosif principal à l'origine de la formation de ces surfaces (Baulig, 1952 ; Fairbridge, 1952 ; 1968 ; Trenhaile, 2004). Cependant, certains auteurs soulignent l'importance voir la nécessité d'une altération chimique préalable des roches pour permettre une érosion mécanique ultérieure suffisamment efficace pour former une plate-forme d'abrasion marine (Fairbridge, 1968 ; Trenhaile, 2004). De plus, pour que cette plate-forme corresponde aux critères d'une surface d'aplanissement, il est nécessaire que les processus invoqués soient actifs durant une phase de transgression marine, seul moyen pour engendrer un aplanissement régional. Ces surfaces d'aplanissement peuvent porter des

poches de sables bien triés présentant des structures sédimentaires typiques de courants oscillatoires ou des conglomérats à clastes bien roulés et choqués (Klein, 1975).

1.3.5

L

("

")

Le terme cryoplanation ("cryoplanation" – synonyme : altiplanation ; Thorn, 2004) définit le nivellement, l'aplanissement d'un relief, dans un contexte climatique froid (périglaciaire) impliquant différents processus cryogénétiques tels que la nivation, la gélifluxion, la solifluxion, le ruissellement, etc.(Thorn, 2004 ; Orme, 2013).

Les aplanissements ainsi formés sont appelés des surfaces (terrasses) de cryoplanation ("cryoplanation terraces") et des cryopédiments ("cryopédiments"). Les premières correspondent à des surfaces ou replats (pente : 1° à 12°) qui présentent en limite amont, une rupture de pente nette (knickpoint – les pentes pouvant passer à 25° ou 35° ; Thorn, 2004). La largeur des terrasses est généralement de l'ordre de quelques mètres bien que certains auteurs proposent qu'elles puissent atteindre 2 km de large et jusqu'à 10 km de long (Huggett, 2011). Ces surfaces sont situées soit dans la partie amont des versants voire en position sommitale. Les secondes présentent les caractéristiques morphométriques des pédiments et occupent les fonds de vallées (Figure 1-9 ; cryopédiment - Thorn, 2004). Les terrasses de cryoplanation peuvent être étagées le long d'un versant (effet marche d'escalier) ou encore devenir coalescentes en partie amont et former des sommets (des crêtes) aplanis.

Les relations entre les terrasses de cryoplanation, les cryopédiments, le permafrost et la structure du socle sont incertaines (Thorn, 2004). L'érosion régressive par solifluxion et Figure 1-8 : Schéma de formation d'une plate-forme d'abrasion marine associée à une phase de transgression entraînant un élargissement de la plate-forme au cours du temps depuis le stade t1 vers le stade t2. La nécessité d'un ameublissement des terrains antérieurs par des processus d'altération (décapage plus aisé du saprolite) est toujours débattue.

gélifluxion est proposée comme processus dominants dans la formation des cryopédiments tandis que les processus majeurs de la formation des terrasses de cryoplanation sont débattus (Thorn, 2004 ; Huggett, 2011).

De manière générale, il est aujourd'hui globalement admis que la cryoplanation ne permet pas la formation d'aplanissements de taille régionale (Migoń, 2004a).

1.3.6

L

’

Les paysages modelés par les processus glaciaires peuvent être classés en deux grandes catégories : (1) ceux résultants de glaciations locales et (2) ceux résultant de glaciations régionales à continentales.

Dans le cas d'une glaciation locale, le relief n'est que partiellement englacé, la répartition des glaciers est contrôlée par la topographie. Les deux formes caractéristiques de ce type de glaciation sont les vallées glaciaires (des vallées présentant un profil transversal en U, un profil longitudinal parfois surcreusé et bordées par des vallées perchées) généralement connectées en amont aux cirques glaciaires (des têtes de vallées en amphithéâtre – semi-circulaires - présentant des parois amonts de forte pente et un plancher peu pentu). La formation des vallées glaciaires et des cirques est la conséquence de l'érosion des glaciers qui entraînent l'approfondissement et l'élargissement des vallées antécédentes et des phénomènes d'érosion régressive (Munro-Stasiuk et al., 2013 ; Stroeven et al., 2013). Ces glaciations locales ne permettent pas la formation d'aplanissements régionaux.

Dans le cas d'une glaciation régionale ou continentale, le relief est entièrement englacé par un inlandsis et plusieurs types de processus d'érosion glaciaire peuvent induire la formation de paysages différents (Figure 1-10) :

- des paysages d'érosion linéaire sélective ("selective linear erosion") : ces paysages correspondent à une différenciation des processus d'érosion glaciaire en fonction de la topographie initiale (Hall et al., 2013). Dans les zones où l'épaisseur et/ou la vitesse d'écoulement de la glace sont plus importantes (vallées antécédentes – bordures d'inlandsis), la fusion sous-glaciaire est favorisée et permet une plus forte érosion que dans les zones où l'épaisseur et/ou la vitesse d'écoulement de la glace (crêtes, Figure 1-9 : Schéma représentant les morphologies des cryopédiments occupant les fonds de vallées et des terrasses de cryoplanation occupant les interfluves. Les cryopédiments peuvent porter des coulées de solifluxion et les terrasses de cryoplanation peuvent être étagées.